汝州市温泉镇地热田流体化学特征与成因研究

方茜娟，刘运涛，左 伟，李 川，周称称

1.河南省国土资源开发投资管理中心，河南 郑州 450046；2.河南省地质矿产勘查开发局 第五地质勘查院，河南 郑州 450001；3.河南省水文地质工程地质应用技术中心，河南 郑州 450001

0 引言

中国地热赋存类型分为沉积盆地型和隆起山地型，后者可分为火山型和构造型[1]。沉积盆地型地热流体化学、成因研究程度较高[2-6]，地热流体的水化学类型主要为Cl-Na、Cl·SO4-Na型等，主要补给来源为大气降水，通过C14测年显示形成年龄20～50 ka[4-7]。火山型地热田主要以云南腾冲和台湾大屯地区为代表，其具有强烈的地热显示，如沸泉、酸性泉、水热爆炸和硅华等[8]；构造型地热在我国中西部山区以及东南沿海分布较广，水化学类型多为HCO3·SO4-Na、HCO3-Na型，如河南鲁山[9]、陕西眉县[10]、河北遵化[11]、四川巴塘[12]、广东惠州[13]等，3H、C14测年结果为0.01～0.5 ka[14-16]。这些研究工作解释了地热田流体化学特征和来源(大气降水等)，但对带状热储补给源与径流分析不足。此次研究利用流体化学、区域地热地质构造构建补给、径流、排泄全过程，进而系统分析带状热储地热田的成因机制。

1 地热地质条件

1.1 区域温泉分布

新安—平顶山断裂带为区域控热构造，走向130°～140°，倾向北东，形成于燕山期，喜山期复活，至今仍在活动，沿线分布温泉泉群3处(图1，引自河南省基岩地质图)，分别是洛阳新安县暖泉沟温泉群(2处，29℃)、洛南龙门山温泉群(19处，24℃～43℃，通过草店、魏湾断层与西南平顶山断裂交汇)，汝州温泉镇温泉群。

1.2 研究区地热概况与断裂构造

温泉镇地热田是典型的构造型地热田。温泉呈泉群排泄，大体北西南东向出露，共10个泉点，泉流量8.294～14.82 m3/h，温度48℃～71℃。现有地热井9眼，开采利用7眼。研究区主要断裂构造有：

(1)北西向断裂：新安—平顶山断裂带，上盘为中元古界熊耳群许山组、汝阳群云梦山组；下盘为寒武系张夏组、石炭系、二叠系。断裂带宽30～50 m，构造碎裂岩、断层泥发育；断面产状40°∠50°～70°，断距>1 000 m，正断层。主要有F2、F3、F4、F5四个次级断层。

(2)近东西向断裂：九皋山—温泉街断裂带，有F0、F1两个次级断层，F1断层走向南东，为正断裂，倾向北东，倾角约80°，上盘为中元古界安山玢岩，下盘为寒武系灰岩。

(3)北东向断裂：F6断层、F7断层，均为北东走向，倾向南东，正断层，宽度约10 m，前者倾角约80°、后者倾角约70°，形成晚于F1断层、F2断层、F3断层。

2 样品采集与测试

2018年8月采集同位素分析测试样品7组(图2)，其中地表水样品3组、地热流体样品1组(ZK1井)、浅层地下水样品1组(<20 m冷水)、深层地下水样品1组(300 m冷水)，大气降水样品1组；同期采集测试地热流体全分析样品2组，对应WR04、WR08井。

图2 研究区构造与采样点分布图Fig.2 Geological structural and sample point distributionmap of the study area

硫氧同位素前处理方法：现场分装1.5 L水样，24 h内用孔径0.45 μm醋酸纤维滤膜过滤，加入1 mL优级纯浓盐酸，混合均匀后，静置0.5 h后，加入10 mL饱和氯化钡溶液，静置过夜；实验室内用0.22 μm孔径PES滤膜过滤生成的硫酸钡沉淀，置于850℃马弗炉内烘干2 h，待测。测试方法：Flash2000HT元素分析仪和Delta V稳定同位素质谱仪测定，采用国际标准NBS127(硫同位素值为20.3‰，氧同位素值为8.6‰)和实验室标准校准样品，其中硫同位素分析精度小于0.2‰，氧同位素分析精度小于0.5‰，测试在中国科学院南京地质古生物研究所和河南理工大学生物遗迹与成矿过程省级重点实验室完成。水样分析结果见表1。

表1 水化学与稳定同位素分析结果

3 水化学与同位素特征

3.1 水化学组成特征

地热流体水化学类型HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，三组样品SO4、HCO3、Cl摩尔当量较为接近，阳离子以Na+为主(图3)。在指示理疗热矿水相关因子方面，F、H2SiO3含量较其它水体明显偏高。同处新安—平顶山断裂带的暖泉沟、龙门地热田，地热流体水化学类型SO4·Cl-Na·Ca，与研究区水化学类型和组分基本相似。

图3 Piper三线图Fig 3 Piper map of water samples in studied area

相对地热流体，非封闭地表水体矿化度较低，汝河水(SY-1)水化学类型为HCO3-Ca型，阳离子以Ca2+为主，阴离子以HCO3-为主，体现了碳酸盐岩地区地表水的特征；涧山口水库(SY-2)水化学类型为HCO3·SO4·Cl-Na·Ca型，指示了水域的半封闭性；坑塘(SY-3)矿化度及主要阴阳离子均远大于其它水体，具封闭、人为影响强烈的水体特征。地下水(冷水)TDS值介于地表水和地热流体之间，主要阴阳离子为HCO3-、Ca2+，水化学类型HCO3·Cl-Na·Ca型，体现了淋滤水的特征。总的说来，较其它水体，地热流体是高矿化度、富钠、贫镁、硫酸盐丰富的氟·偏硅酸型理疗热矿水。

3.2 同位素组成特征

研究区不同水体氢氧、硫酸盐硫氧同位素组成差异明显(见表1)，但地热流体与同处新安—平顶山断裂带的安暖泉沟、洛阳煤田二队(洛阳龙门)地热流体氢氧同位素较为接近。2013年12月，河南省地质调查院测试值分别为-67‰和-9.2‰、-66‰和-9.2‰、-67‰和-8.9‰，可暂时推断三者补给为同一来源。

4 讨论

4.1 地热流体来源

4.1.1 同位素差异

研究区水体氢氧同位素组成(图4)显示其来源及所经历蒸发过程的差异性。各水体氢氧同位素位于郑州西南大气降水线附近[17]，表明其主要受大气降水补给。地热流体SY-4、深层地下水SY-6存在δ18O值偏负的漂移，表明与围岩中氧同位素发生同位素交换。地表水SY1、SY2、SY3随封闭程度增加(河流—水库—坑塘)蒸发过程愈强，浅层地下水SY-5亦显示经历蒸发过程。

图4 研究区不同水体氢氧同位素组成图Fig.4 Water isotope compositions in studied area

图5 溶解性硫酸盐硫和氧同位素组成Fig.5 Composition of dissolved sulfate sulfur and oxygen isotopes

不同类型水体硫酸盐硫和氧同位素的差异同样显著(表1，图5)，大气降水SY7硫酸盐含量低，对地表水SY1、SY2、SY3、浅层地下水SY5硫酸盐贡献有限，SY1、SY2、SY5硫和氧同位素值接近，主要来自于土壤有机硫氧化以及人类活动影响，坑塘地表水SY3处于封闭环境，存在硫酸盐细菌还原过程，导致其硫同位素异常偏高。深层地下水SY-6硫和氧同位素值较低，说明硫酸盐来源受硫化物氧化控制比例较大。地热流体与其它水体硫氧同位素的差异显示了补给不是来源于区内其它水体，是远程补给的。

4.1.2 硫同位素来源

地热流体中硫同位素值较高，而氧同位素值较低，推测原因可能包括硫酸盐细菌还原作用黄铁矿及石膏溶解作用。硫酸盐细菌还原作用的基本反应方程式如下：

(1)

温泉地热田热储主要是石炭系、寒武系石灰岩，常伴生石膏、黄铁矿等矿物，其溶解会改变地热流体中硫酸盐硫同位素构成。奥陶系、寒武系石膏中硫同位素通常20‰～32‰，煤系地层(石炭系)黄铁矿硫同位素多低于4‰[18]，故分析推断硫更多来源于石膏溶解。地热流体中硫酸盐氧同位素值降低可能与周围水体的氧同位素平衡交换作用有关，在高温环境中地热流体硫酸盐氧同位素与水氧同位素发生同位素交换，造成流体硫酸盐氧同位素值降低[19]。

4.2 地热田成因分析

4.2.1 补给高程

利用大气降水δD和δ18O随高程增加呈线性降低规律[20]，可以计算补给高程，通过对水文地质单元地质构造、补径排条件分析，进而判断补给区位置。计算公式：

H=H0+(δD-δD1)/g

(2)

式(2)中，H地热流体补给高程(m)；H0-样品采集高程(m)；δD-补给水D同位素含量(‰，VSMOW)；δD1送检样品D同位素体积比(‰，VSMOW)；g为δD随高程递减梯度(‰/100 m)。

以洛阳市大气降水δD(‰，VSMOW)均值-52.87[21-22]作为补给水的计算值。洛阳市δD高程递减梯度介于1.35‰～2.35‰/100 m，计算补给高程791～566 m。

表2 补给高程计算结果表

4.2.2 温标计算

常用的地热温标有阳离子温标和二氧化硅温标，使用的前提是作为温标计算的溶质与围岩达到了溶解-平衡的状态。汝州市地热流体属未成熟水，不宜使用与Na、K、Mg相关的Na-K、K-Mg等阳离子温标。常用的二氧化硅温标为石英温标、玉髓温标，这类温标计算公式是建立在热水中SiO2溶解度与温度的关系之上的。石英地热温标适用于热交换温度120～180℃的条件，玉髓应用于<110℃的条件[23]。

1.石英温标(传导冷却)[24]：

(3)

2.石英温标(最大蒸汽损失)[25]：

(4)

3.玉髓温标[24]：

(5)

4.计算结果分析

温标计算结果见表3。前文已分析洛阳龙门与研究区地热流体水化学、氢氧同位素是相似的，推断可能是同源的，而洛阳龙门实测最高温度97.2℃，远高于玉髓计算值，故选择二氧化硅温标计算值。

表3 温标计算结果Table 3 Results of temperature scale calculation

4.2.3 水热循环深度推断

新安县—平顶山断裂带洛阳段，石台阶组平均地温梯度3.40℃/100 m，蟒川组3.57℃/100 m，三叠系3.88℃/100 m，石炭、奥陶、寒武约4℃/100 m，自上而下地温梯度逐呈渐增高趋势。常温层温度14℃，推断水热循环深度2 812～3 109 m。

4.2.4 成因推断

新安县—平顶山断裂带体系中，仅新安县曹村乡西北低山区高程(500～800 m)与计算补给高程值相符，可初步推断为补给水来源，尽管其地层为汝阳群、洛峪群石英砂岩、砾岩，不利于大气降水下渗进入地下水系统，但通过地表径流形式快速进入下游的曹村乡、石井镇、北冶镇、石寺镇(350～500 m)一带(图6)，这些地区以O+∈碳酸盐岩为主，溶蚀较强，且处于两大构造交汇处，裂隙发育，上游径流易进入地下水系统。入渗后向南东运移增温，在新安县城区一带局部受阻上涌，出露暖泉沟温泉(29℃)，其余大部运移至洛阳盆地西缘洛河褶断束，此处三叠系(砂岩)、古近系(蟒川组、石台阶组致密砂岩)沉积厚度约2 000 m，地热流体受阻，向下进入下部岩溶发育的碳酸盐岩层(埋藏深度约3 000 m)，这与计算推断的热循环深度是吻合的。穿越洛河褶断束后，地层抬升，碳酸盐岩热储层埋深1 000～2 000 m，地热流体向上运移，此时温度与围岩交换逐渐下降，至凤翔山庄、龙门山一带，揭露最高95.2℃。在临汝镇一带，寒武系—石炭系碳酸盐岩地层再次抬升，流体温度持续冷却，至温泉镇遇阻出露，温度约60℃。

图6 地热流体成因示意简图Fig.6 diagram of the causes of geothermal fluid

5 结论

(1)汝州温泉地热流体水化学类型SO4·HCO3·Cl-Na·Ca型，是高矿化度、富钠、贫镁、硫酸盐丰富的氟·偏硅酸型复合理疗热矿水。

(2)氢氧同位素研究表明地热流体主要来源于大气降水。溶解性硫酸盐同位素研究显示地热流体同其它水体的显著差异，表明地热流体的补给与研究区无关，来源于远程补给。计算补给高程为566～791 m，结合新安—平顶山断裂带地形地貌和地质条件，确定补给来源于新安县石井、石寺盆地，该盆地出露碳酸盐岩，溶蚀较强，且断裂发育，高程虽低于计算值，但受纳北麓低山区降水径流。

(3)研究区地热流体属未成熟的水，石英温标计算值最可靠，形成温度112.49℃～138.36℃，推断水热循环深度为2 812～3 109 m，与新安—平顶山断裂带穿越洛阳盆地西缘洛河褶断束的碳酸盐岩地层埋深吻合。随断层上涌，与低温围岩物质和温度交换，分别在龙门山、温泉镇遇阻上涌，以温泉形式排泄，形成地热田。